Tras la teoría de la deriva continental y los descubrimientos hechos sobre la estructura de la Tierra, en la década de 1960 se formula la Tectónica de placas, el paradigma científico que explica cómo se forma el relieve terrestre.

En 1962 Harry Hess expone su modelo de la expansión del fondo oceánico. Según su modelo las dorsales oceánicas son zonas de afloramiento de nueva corteza oceánica y las fosas las zonas de hundimiento (subducción). Poco después Robert Dietz completó la teoría. Lo que es rígido sobre la superficie de la Tierra es un conjunto de corteza continental, corteza oceánica y la parte superior del manto. A este conjunto se le llama litosfera. Esta litosfera flota sobre la astenosfera que es la capa dúctil en la que se producen los movimientos convectivos. La litosfera está rota en varios trozos llamados placas. Una placa es un fragmento rígido de litosfera.

Las dorsales oceánicas son las zonas por las que «sale» el manto. Se explica así porqué en ellas la temperatura y la gravedad es mayor, y porqué en ellas hay volcanes y terremotos. La cumbre de las dorsales tienen forma de V, porque el flujo ascendente se dispersa en todos los sentidos. En su viaje desde la dorsal hacia la fosa oceánica la placa se dispone en bandas paralelas y se estabiliza. A medida que se aleja de la dorsal los volcanes que han surgido pierden su contacto con la cámara magmática y se vuelve volcanes inactivos. Además se van erosionando. Sobre la corteza se van acumulando, progresivamente, más y más depósitos sedimentarios.

En las fosas oceánicas la placa se vuelve a flexionar. Reaparecen los terremotos y los volcanes, a lo largo del plano por el que tiene lugar la subducción. Es el llamado plano de Benioff.

La litosfera está formada por un pequeño número de placas. Son fragmentos rígidos que se mueven sobre el manto. Los límites de una placa son: La dorsal oceánica, la fosa oceánica y determinadas fallas transformantes. En una placa se pueden dar tres movimientos: de separación, a lo largo de las dorsales oceánicas, de aproximación a lo largo de las fosas, y de deslizamiento, a lo largo de las fallas transformantes.

La tectónica de placas también explica cómo se forman las grandes cadenas montañosas. El contacto entre placas da lugar a tres situaciones:

1.- cuando la corteza oceánica de una placa se mete por debajo de otra da lugar a un arco de islas volcánicas (Islas del Caribe);
2.- cuando la corteza oceánica se mete por debajo de la corteza continental provoca la elevación de grandes cadenas montañosas (los Andes y las Rocosas); y
3.- cuando la corteza continental de una placa se mete por debajo de otra produce grandes cordilleras como el Himalaya.

Además, cuando entre dos placas que se aproximan existe una gran acumulación de depósitos sedimentarios (geosinclinal) estos se pliegan, formando grandes cadenas montañosas plegadas, como la Cordillera Cantábrica, los Pirineos o los Alpes.

Los movimientos de las placas continúan vivos. Año a año América se distancia de Europa y África unos milímetros. La última gran dorsal que se ha formado es el valle del Rift que va desde los Grandes Lagos africanos hasta el mar Muerto. Se prevé que continúe expandiéndose y forme un nuevo océano.

En la actualidad existen siete placas principales: Pacífica, Norteamericana, Suramericana, Africana, Euroasiática, Indoaustraliana y Antártica; y otras siete menores: Arábiga, del Caribe, de Nazca, de Cocos, Filipina, de Irán y del Atlántico Sur.

Además del mecanismo convectivo en el manto se dan también ascensos anómalos llamados puntos calientes. Estos puntos calientes crean en medio de las placas fenómenos volcánicos, como las islas de Hawai, Canarias o Yelowstone. Se cree que los puntos calientes fueron los responsables de la fragmentación del supercontinente Pangea.

El origen de las montañas siempre fue un misterio para los científicos, hasta que ya en el siglo XX se descubrió los mecanismos de la tectónica de placas. Pero cómo se llegó a formular esta teoría científica es una historia apasionante.

Explicar cómo se han formado las montañas, más allá de dar por supuesto que están ahí porque sí, no era fácil para los científicos. Hasta mediados del siglo XX la teoría más aceptada era la de la contracción terrestre. Afirmaba que como la Tierra, en su origen, había sido una bola incandescente debería estar dilatada, y que al enfriarse la parte externa de la tierra se arrugó formando las montañas. Pero esta teoría tenía un problema. El enfriamiento de la Tierra tubo lugar en un determinado momento, y se sabía que la formación de las montañas había tenido lugar en momentos diferentes, y mucho más próximos a la actualidad. Además, en este caso todas las montañas deberían estar erosionadas por igual.

Teoría de la deriva continental

Hacia 1912 Alfred Wegener se fijó en que la forma de los continentes americano, europeo y africano encajaban sospechosamente. Entonces formuló una hipótesis que sería el origen de la actual tectónica de placas: la deriva continental. Wegener se imaginó que en el pasado todos los continentes estuvieron unidos en un gran supercontienente al que llamó Pangea (en griego pan: toda gea: tierra). Hace unos 30 millones de años, en pleno Carbonífero, este gran supercontinente se rompió en dos: Laurasia y Gondwana. Algunos millones de años más tarde también estos continentes se partirían y separaron. Los continentes se desplazarían por la superficie de la Tierra hasta adoptar la configuración actual. Aventuró que en estos desplazamientos los continentes chocarían, y producto de estos choques surgirían las montañas. Era una hipótesis muy bonita, pero no tenía ni una sola prueba de que fuera verdad; tan sólo unos pocos indicios: plantas y animales fósiles idénticos en América de Sur, África, la India Australia y la Antártida; coincidencia de estructuras geológicas y poco más. Pero ¿cuál era la fuerza capaz de mover continentes?

A comienzos del siglo XX el estudio de la estructura de la Tierra dio unas pistas muy significativas. Se descubrió que el interior de la Tierra era de un material plástico (el magma del manto) y que se movía «como si fuera agua hirviendo». De esta manera Arthur Holmes dio con la clave. En el interior del manto existían corrientes convectivas capaces de mover los continentes como si fueran sobre una cinta transportadora.

Los estudios con ondas sísmicas del interior de la Tierra confirmaban esta teoría, pero la prueba definitiva vino de la mano del paleomagnetismo terrestre. Se descubrió que el campo magnético de la Tierra había cambiado entre el norte y el sur varias veces a lo largo de la historia del planeta. Además se pudo observar la orientación de los minerales metálicos en las rocas, que coincidían con el campo magnético. Pero esta orientación se fosiliza cuando una roca incandescente (como las que salen por los volcanes) se enfría. En ese momento queda grabado en las rocas la orientación del campo magnético de la Tierra.

Se descubrió que en el fondo oceánico, en torno a las grandes cordilleras submarinas, existían una serie de bandas paralelas con rocas que tenían orientaciones del campo magnético diferentes. Estos quiere decir que todas las rocas de cada banda se enfriaron en la misma época. Se había descubierto la parte ascendente de la «cinta transportadora»: las dorsales oceánicas. A medida que las rocas van saliendo de la dorsal oceánica van empujando los continentes. En el extremo opuesto se descubrieron las fosas oceánicas, que funcionaban como la parte «descendente de la cinta». Además, se descubrió que la mayor parte de los terremotos y volcanes se sitúan bien sobre una dorsal, bien sobre una fosa: las zonas donde las tensiones sobre las rocas son mayores.

Los estudios posteriores demostraron que no son solo los continentes los que se mueven, sino también el fondo oceánico y parte del manto, todo un conjunto que se llama placa. Nace así la tectónica de placas.

Dos son los factores fundamentales responsables de la estructura del relieve terrestre. Ya hemos visto la litología, aquí analizaremos la tectónica. La tectónica trata de cómo se disponen las rocas en la corteza terrestre. Las rocas pueden presentarse en su posición original, tal y como fueron depositadas tras los procesos de erosión, o tal y como surgieron del manto, o pueden haber sido movidas para colocarlas en posiciones diferentemente.

En la corteza de la tierra, simplificando, sólo puede haber dos tipos de movimientos, los verticales y los horizontales. Aunque se puede expresar así, siempre hay que tener en cuenta que la Tierra es una esfera y que estas fuerzas actúan sobre un casquete, es decir, sobre amplias superficies curvadas. El paradigma actual que explica cómo y porqué se producen estos movimientos es la tectónica de placas; a la postre esta es la responsable de la estructura del relieve terrestre.

Los movimientos verticales de la corteza terrestre se llaman epirogénicos. La epirogénesis actúa en regiones muy grandes, incluso continentales: plataformas, escudos, etc. Consiste en movimientos muy lentos de ascenso y descenso de las grandes masas continentales. No provocan grandes cataclismos, como mucho puede ser responsable del basculamiento general de un escudo o plataforma, pero estos basculamientos no superan una pendiente de 15º. También puede producir grandes abombamientos. Si el abombamiento es ascendente se llamará anteclise, si es descendente sineclise.

Las causas por las que aparecen los movimientos epirogénicos son, esencialmente, la desaparición de un peso que actuaba sobre la masa continental, cuando es ascendente, o su aparición cuando es descendente. Por ejemplo, una cordillera montañosa pesa mucho y hunde gran parte del continente. A medida que se va erosionando disminuye el peso y el contienen asciende hasta hacer aflorar las raíces graníticas de la cordillera. Otro ejemplo típico es el de las grandes masas glaciares. Los hielos continentales ejercen una gran presión sobre las rocas, provocando su descenso. Cuando los hielos desaparecen el continente tiende a ascender progresivamente. Estos movimientos se producen para mantener el equilibrio isostático. Las rocas que forman la corteza continental y la corteza oceánica son menos densas que las que forman el manto. De esta manera la corteza flota sobre el manto como un iceberg sobre el océano. Podemos observar cómo el hielo flota en el agua. Si presionamos el hielo este se hunde, pero cuando lo soltamos recupera su línea de flotación, recupera su equilibro isostático. En esencia, así funciona la epirogénesis.

Los movimientos horizontales se llaman orogénicos (o tectogénicos). La orogénesis afecta a regiones relativamente pequeñas. No obstante, las grandes orogenias terrestres (alpina, herciniana, caledoniana, huroniana) llegaron a afectar a todo el planeta. A diferencia de la epirogénesis, la tectogénesis se manifiesta en momentos de crisis, movimientos muy rápidos que producen grandes cataclismos. Movimientos muy rápidos, en términos geológicos, quiere decir miles o cientos de miles de años, pero eso es muy rápido, si tenemos en cuenta que el tiempo geológico se expresa en millones de años. No obstante, lo terremotos, que tienen una duración de segundos, no son otra cosa que una consecuencia de estos movimientos horizontales de la corteza terrestre.

Los empujes orogénicos provocan grandes relieves plegados o fracturados. Todo depende de la naturaleza de las rocas y la fuerza del empuje. Las rocas ígneas y metamórficas son muy rígidas, por lo que no se pliegan sino que se rompen, se fracturan. Las rocas sedimentarias son más plásticas y se pueden plegar «como el papel». No obstante, si el empuje es muy fuerte también estas rocas se fracturan, e incluso pueden ser desplazadas de su lugar original. La mayoría de las montañas actuales se formaron durante la orogenia alpina, ocurrida desde el Triásico (245 millones de años) hasta el final del Neógeno (1,6 millones de años). Unas pocas cadenas montañosas, mucho más antiguas, y desgastadas por la erosión, se remontan a la orogenia herciniana, desde el Devónico (408 millones de años) hasta el final del Pérmico (245 millones de años). De las demás orogenias sólo tenemos algunos testigos aislados dispersos por el mundo.

La Litología es la parte de la Geología que trata de las rocas: el tamaño de grano, de las partículas y sus características físicas y químicas. La litología es fundamental para entender cómo es el relieve, ya que dependiendo de la naturaleza de las rocas se comportarán de una manera concreta ante los empujes tectónicos, los agentes de erosión y transporte, y los diferentes climas de la Tierra.

Además del comportamiento de las rocas, ante los demás agentes del relieve, hay que tener en cuenta que cuando en una región existe un solo tipo de roca (o este es dominante) puede condicionar el relieve, incluso por encima de otros factores. Se dice, entonces que estamos ante rocas masivas. Un ejemplo típico de este caso es el relieve cárstico, con las rocas calizas. En el paisaje predominan las formas cársticas, aunque también sea un relieve plegado de montaña, o una llanura. Otros ejemplos son los relieves sobre rocas metamórficas y los relieves volcánicos.

Una roca es una masa de materia mineral coherente, consolidada y compacta. Las rocas se pueden clasificar de muchas maneras: por su edad, por su dureza, por su origen, por su estructura, etc.

Por la importancia que tienen en el relieve interesa clasificar las rocas en: rocas ígneas, rocas sedimentarias y rocas metamórficas.

Las rocas ígneas son aquellas que se han formado por la cristalización y solidificación del magma procedente del manto. Las rocas ígneas pueden aparecer en superficie de dos maneras distintas: por una solidificación lenta o por una solidificación rápida.

Las rocas ígneas de solidificación lenta se llama rocas plutónicas o rocas hipoabisales. Se presentan en grandes vetas compactas. Aparecen en superficie porque el magma se cuela por una grieta, pero no llega a explotar como un volcán, sino que se enfría. Posteriormente la erosión desentierra la grieta dejando a la vista el magna solidificado.

Las rocas ígneas de solidificación rápida son las rocas volcánicas y piroclásticas. Salen a la superficie incandescentes y allí se enfrían.

Las rocas sedimentarias son aquellas que se forman por la acumulación de materiales procedentes de otras rocas, o de seres vivos. Se depositan en capas, unas sobre otras. A medida que se acumulan capas las rocas se compactan, pierden agua, se hacen más pequeños los poros y expulsan aire, hasta quedar como una roca compacta, desapareciendo los elementos sueltos que la dieron origen. A este proceso se le llama diagénesis. Las características de estas rocas son muy heterogéneas, ya que depende de la naturaleza de otras rocas. Se distinguen tres subtipos: detríticas, neoformantes y orgánicas.

Las rocas detríticas se forman por la acumulación y diagénesis de pequeños fragmentos de otras rocas.

Las rocas neoformantes surgen de la precipitación química de los minerales que hay disueltos en el agua. Este proceso lo observamos en la sal común y el yeso por ejemplo. También son llamadas evaporitas, porque aparecen cuando el agua se evapora.

Las rocas orgánicas se forman por la acumulación de depósitos de origen orgánico: restos de lo organismos vivos, como el carbón, el coral y la turba.

Un tipo de roca sedimentaria especial es la caliza que tiene un origen mixto: orgánico y neoformante.

Las rocas metamórficas son aquellas que, debido al aumento de la presión y el calor interno de la Tierra, se han recristalizado, han incluido minerales nuevos y han cambiado totalmente su naturaleza. Es a este proceso al que llamamos metamorfismo. Este fenómeno se puede producir por tres causas: por el contacto con el magma (metamorfismo de contacto), por las tensiones entre dos rocas en una falla, que terminan «puliendo» parte de la roca (metamorfismo dinámico), y por la presión de grandes masas de rocas, como las existentes en una montaña (metamorfismo regional).

Dentro del paisaje el relieve tiene una función dominante. De cómo y porqué se forma el relieve, y de cómo funciona se encarga la Geomorfología; es decir la forma (morfología) de la tierra (geo). A pesar de la variedad irrepetible de las formas del relieve, todas ellas se pueden sintetizar en unas pocas características comunes. Estas características son las que forman las grandes unidades de relieve, pero también es necesario estudiar cómo se hace el contacto entre unas otras.

Las formas de relieve, a diferencia de los elementos del paisaje de origen humano, necesitan de largos períodos de tiempo para formarse: el tiempo geológico. El tiempo geológico se manifiesta en millones de años; en cientos de miles como muy rápido. Son en estos períodos en los que los agentes erosivos: la meteorización, el transporte y la deposición, pueden modificar notablemente la disposición original del relieve.

En la formación del relieve intervienen todos los elementos de la naturaleza: los movimientos de la litosfera, la atmósfera, la hidrosfera y la biosfera, en la que hay que incluir las importantes modificaciones que el ser humano puede incluir en el relieve.

En Geomorfología se diferencian tres ámbitos de estudio:

1.- La Geomorfología estructural, que es la que trata de la litología y la tectónica; es decir de la naturaleza de la rocas que forman el relieve, y de los movimientos en el planeta que las deforman y las organizan para construir montañas, llanuras, litorales, etc.

2.- La Geomorfología dinámica, que es la que se ocupa de los procesos elementales de erosión y de su naturaleza, así como de los grandes agentes de transporte. Así, estudia cómo y porqué la atmósfera, el agua, el hielo y los demás agentes modifican la disposición y los detalles de las rocas dándoles el acabado final. Estos agentes pueden transformar la estructura inicial del relieve de tal manera que terminan por «darles la vuelta».

3.- La Geomorfología climática trata de la influencia del clima en la formación del relieve. Ya no se trata de estudiar la influencia de la atmósfera, el agua, el hielo por separado, sino actuando en conjunto, como un auténtico clima, de tal manera que, dependiendo del clima, pueden influir en las formas del relieve de manera diferente.

Estos tres ámbitos incluyen el estudio de todos los elementos del relieve, aunque los fenómenos que conforman el relieve litoral suelen estudiarse por separado.

La disposición de las montañas, las llanuras, las mesetas, la forma de los continentes, los mares y océanos, no es casual. Las líneas generales responden a unos pocos fenómenos bastantes sencillos pero que tienen la dificultad de que, por los largos tiempos en los que actúan, no son perceptibles a la experiencia humana. Esta es la causa de que sea necesario usar métodos indirectos y métodos deductivos para comprender la naturaleza del relieve que se nos presenta ante los ojos. En general, la estructura básica del relieve responde a un paradigma científico llamado tectónica de placas. La tectónica de placas es la teoría científica que con mayor sencillez explica todos los elementos del paisaje.

Muchos de los elementos del paisaje, sobre todo los que responden a retoques de la estructura básica, son independientes de la escala; es decir el aspecto de conjunto que presentan es el mismo en las grandes extensiones de centenares de kilómetros, que en pequeños detalles de unos pocos metros. Gracias a este carácter del relieve es posible encontrar en el entorno próximo muchos ejemplos de lo que son los grandes relieves.